Mede ncefejlődés

A Dunántúli-középhegység késő-jura–kora-kréta medencealakulása térben és időben összetett folyamat volt. A lejátszódó események keretét a nagy lemeztektonikai mozgások, ill. az ezekkel is összefüggő oceanográfia és klimatikus változások jelentették. A középhegységi fejlődéstörténet szempontjából meghatározó volt a Nyugati-Tethys óceáni tengerágaiban lejátszódó „spreading”, amelynek eredményeképpen a középhegységi területeket is felölelő mikrokontinens (cf.

Mediterrán mikrokontinens, Vörös 1977, 1997; Adriai mikrolemez, Ager 1980;

Apulia, Stampfli 2005) helyzete és oceanográfia környezete, folyamatosan változott.

120

A középhegység egyes területeire nézve nagyon különböző felbontású képet alkothatunk az oxfordi–barremi medencefejlődésről. A közel 90 km hosszúságban elnyúló Bakonyból mindössze tucatnyi lelőhely, ill. szelvény adatai állnak rendelkezésre, míg az alig 15 km kiterjedésű Gerecséből közel kétszer annyi. Így a Gerecse medencefejlődéséről térben és időben egyaránt árnyaltabb kép rajzolható, mint a jóval nagyobb Bakonyéról.

A Gerecsével összemérhető területű Vértesből nincs réteg szerint gyűjtött faunánk, de egy közel teljes jura szelvény (Fülöp et al. 1965), és a terület földtani felépítését részletesen tárgyaló monográfia (Budai és Fodor 2008) adatai arra utalnak, hogy a Vértes mezozoós fejlődéstörténete elválaszthatatlan a középhegység többi részétől, és azzal egységben tárgyalandó.

A Pilisből csupán egy szelvény szolgáltatott jól értékelhető faunát. Feltételezhető, hogy a szomszédos Gerecsében vizsgált számos rétegsor és földtani szelvény alapján felvázolt medencefejlődési modell – még ha csak korlátozottan is –, kiterjeszthető a Pilisre. Nincs okunk feltételezni ugyanis, hogy a két terület késő-jura fejlődéstörténete alapvetően különböző lenne.

A rendelkezésre álló adatok egyenetlensége ellenére az egész Dunántúli-középhegység medencefejlődése egységes nagytektonikai keretben értelmezhető.

8.3.1. Késő-jura fáciesek és őskörnyezet

A Dunántúli-középhegység felső-jura rétegsora lerakódását pelágikus, óceáni viszonyok és tagolt aljzat mellett képzelhetjük el. Sekélytengerben lerakódott üledékek és a parti, vagy zátony közeli életközösségekre jellemző kövületek hiányában nagyon valószínű, hogy a tenger alatti magaslatok nem emelkedtek szigetként a vízszint fölé, sőt, az üledékek túlnyomó része a fotikus zóna alatt rakódott le. A Bakony és az alaposabban vizsgált Gerecse medencefejlődése sok hasonlóságot mutat.

A legidősebb kőzet a Lókúti Radiolarit Formáció, amely a medence legmélyebb időszakában lerakódott radioláriás iszapból keletkezett. Ennek leülepedését sok száz, talán több mint ezer méter mélységbe helyezhetjük. Vastagsága erősen változó. A Bakonyban az extrém hézagos rétegsorokból hiányzik, míg Sümeg környékén talán 150 m vastag is lehet (Knauer 2012). A Gerecsében 0–18 méter között változik a radiolarit vastagsága. Előbbi a kiemelt helyzetű hátakra, utóbbi a mélyebb helyzetben lévő süllyedékekre jellemző. Sem az alsó, sem a felső határa nem egyidejű (Géczy 1968; Galácz 1975, 1980; Főzy 1990, Főzy et al. 2011). Oxfordi (és idősebb) kora számos szelvényben dokumentálható. Képződése egyes helyeken valószínűleg (pl.

Szilas-árok), másutt bizonyosan (Bagoly-völgy) áthúzódott a kimmeridgeibe is.

A Gerecsében több szelvényben is egy karbonátos pad (Hajósárki Mészkő Tagozat) települ a radiolarit felső szakaszába. Ez a vastag réteg feltehetően egy pillanatszerű tektonikai esemény eredményeképpen jött létre. Erre utal, hogy meglehetősen egységes küllemű, földrajzi elterjedése jól lehatárolható és a belőle származó ammoniteszek közel azonos korúak.

A radiolarit itt vizsgált felső határának heterokronitását nem lehet kielégítően megmagyarázni az egykori aljzat egyenetlenségeivel és a tengerszint globális változásával, mert a fedő rétegek éppen a legteljesebb, legvastagabb lókúti szelvényben a legidősebbek (?oxfordiak). A hagyományos modell szerint ugyanis a

„radiolarit-esemény” kialakulásában a karbonát kompenzációs mélység és az aljzat egymáshoz való viszonya volt a meghatározó (Winterer és Bosellini 1981). Valószínű azonban, hogy a mész- és kovavázú plankton produktivitásában beállott változás, ill.

az óceáni áramlatok és a szerves anyagban dús feláramlások rendszerének megváltozása is szerepet játszott (De Wever 1989), igaz, mindezek a kompenzációs mélységhatárokra is kihatással lehettek. Új szempontokat vetett fel a kérdéssel kapcsolatban Muttoni et al. (2005). A szerzők a karbonátos fáciest felváltó kovaüledékek megjelenésével, majd a karbonátos fácies visszatérésével kapcsolatban az üledékgyűjtő jelentős É-D-i irányú elmozdulásával számolnak. Eredményeik a Lombard-medence jura rétegsorának paleomágneses vizsgálatain alapulnak. A paleo-szélességi adatok időbeli változása arra utal, hogy a jura üledékgyűjtő először

„beúszott” az Egyenlítő közeli területekre, ahol kovavázú plankton produktivitása különösen nagy volt, majd elhagyta ezt a zónát. A szerzők feltétezik, hogy modelljük a tágabb értelemben vett Mediterráneum területére is alkalmazható, s utóbbiba beletartozik a Dunántúli-középhegység is; az ilyen mértékű kőzetlemez elmozdulások ugyanis csak tágabb keretben értelmezhetők.

Az oxfordi végével, ill. a kimmeridgei során a radioláriás iszap lerakódását követően először rendszerint agyagos, leveles, vagy gumós karbonátos rétegek rakódtak le. Felettük többnyire a típusosnak tekinthető Ammonitico Rosso fáciest, majd világos színű, kompakt, mészmárgát és mészkövet találunk (Pálihálási és Szentivánhegyi Mészkő Formáció). Ezek a karbonátos rétegsorok is a partoktól távol, viszonylag mély vízben, túlnyomórészt a fotikus öv alatt rakódtak le. Erre utal a bennük lévő terrigén anyag minimális mennyisége, és erre utalnak a kövületek is. A rétegsorok azonban nem egyformák, és az eltérések az aljzat és üledékképződési viszonyok változatosságát tükrözik.

A tagolt aljzaton komplex áramlási rendszerek alakulhattak ki, amelyek jelentős szerepet játszottak az üledék lerakódásban és elhordódásban, azaz a rétegtani hiányok kialakulásában, és az ősmaradványokká váló vázak osztályozásában és felhalmozódásában. Az Ammonitco Rosso egyik legszembetűnőbb sajátossága a gumósság, amely különböző típusú lehet. Carucel et al. (1998) szerint a márgás -gumós, valamint a meszes--gumós, és meszes-álgumós kifejlődések különböző (alacsonyabb és magasabb) energiájú keletkezési közeget jelentenek és kialakulásukat a változó karbonátproduktivitás és a hidrodinamikai viszonyok kölcsönhatása szabályozta.

A Bakonyban a Lókúti-domb felső-juráját tekinthetjük egy jellegzetesen helyi süllyedékben lerakódott medenceüledéknek. Hasonló fáciesű a Szilas-árok és a hárskúti szelvény felső-jurája is, elsősorban a tithon tekintetében, a kimmeridgei ugyanis ezekben a szelvényekben nem olyan teljes, mint Lókúton. A három rétegsor feltehetően egy viszonylag egységes, kiterjedt süllyedékben („Lókúti-medence”) rakódott le.

A viszonylag vastag szilas-árki rétegsortól alig 800 méterre található a tenger alatti magaslaton lerakódott, vékonyabb és hiányosabb páskom-tetői felső-jura. Az itt előkerült telepes korallok arra utalhatnak, hogy a tengeraljzat a fotikus zóna legalsó, (közel 200 méteres) mélységébe is felnyúlhatott a kimmeridgeiben. A süllyedék és a magaslat közti hirtelen átmenet egy hajdani meredek, víz alatti topográfiát feltételez, de ez a paleorelief a jelenlegi rossz feltártsági viszonyok közepette nem tanulmányozható.

Vizsgálható viszont egy hasonló, hátságperemi helyzetet tükröző paleorelief a

„Lókúti-medencétől” néhány kilométerre keletre, az Eperkés-hegyen, ahol a különböző korú leszakadt idősebb jura tömbök között felső-jura (kimmeridgei és tithon) ammoniteszes rétegek (a némiképp erőltetett litosztratigráfiai besorolás szerint:

Szélhegyi Mészkő) szolgáltatják a mátrixot. Az itt feltárt egymástól alig 100 méterre fekvő két szelvényben eltérő rétegtani szintek voltak kimutathatók. Ennek oka – az

122

őslénytani anyag eredendő hiányosságán túl –, az is lehet, hogy a hátságperemi helyzetben lerakódott üledékek keletkezése és megőrződése esetleges volt.

A Gerecsében dokumentálható, hogy a jelentősebb vetők két oldalán a rétegsorok vastagsága, teljessége és kifejlődése eltérő lehet. A feltárás-szinten tett tektonikai megfigyelések és a rétegsorok pontos biosztratigráfiai tagolása lehetővé tette, hogy több egymást követő időszeletben, szelvény mentén illusztráljuk a medencefejlődést (33. ábra).

A kiemeltebb helyzetű blokkok területén belül is lehettek mélyebbre zökkent medencerészek. A legmarkánsabb kiemelkedés a Gerecsében a Gorba-hátnak nevezett forma volt (Császár 1995, Császár et al. 1998), amely a hegység mai morfológiájának is meghatározó eleme (Gorba-tető). A mélyebb medencékben vastagabb és teljesebb rétegsorok rakódtak le (pl. Tölgyhát), míg a kiemeltebb helyzetű hátságokon a rétegsorok erősen hiányosak, vagy éppen extrém módon kondenzáltak (pl. Paprét-árok), mert feltehetően jobban érvényesült az áramlatok üledékelhordó hatása. A tölgyháti tithonban talált telepes korallok nagyon hasonlítanak a Páskom-tető telepes koralljaihoz, amelyek a fotikus zóna alját jelzik. Valószínű, hogy maradványok a közeli magaslatról sodródtak a mélyebb süllyedékben felhalmozódó üledékbe.

33. ábra.

Toarci–berriasi medencefejlődési modell a Dunántúli-középhegység északkeleti részére. (Fodor és Főzy 2013a nyomán)

A Gerecsében is megtalálható a liászból ismert Hierlatzi Mészkőre emlékeztető fácies (Szélhegyi Mészkő), amely a tektonikailag preformált zónákhoz kapcsolódik (Szél-hegy, Hosszú-vontató), akárcsak az analógiaként említett liász kőzetek, és tenger alatti magaslatok meredek pereméhez kötődik. Másutt, (pl. Szomódon) a kora-tithon medence egyenetlenségei kevésbé markáns módon jelentkeznek: a „tithon hierlatz”

helyett csupán gradált, rétegzett vagy keresztrétegzett, crinoidea-hintéses, vagy éppen gyengén rogyott rétegek jelentkeznek.

A Bakonyban a felső-tithon rétegek éles fáciesváltozás nélkül mennek át az alsó-krétába. A Gerecse területén a késő-tithonban vagy nem is volt üledékképződés, vagy a lerakódott üledék azonnal elhordódott, mert ilyen korú rétegek csak elvétve találhatók a hegységben (pl. Szomód).

8.3.2. Kora-kréta fáciesek és őskörnyezet

A felső-jura fáciesektől eltérőn az alsó-kréta rétegsorok jelentős különbségeket mutatnak a Dunántúli-középhegység délnyugati és északkeleti területein. A Bakonyban ugyanis a J/K határ közelében közel folyamatos az üledékképződés (Szentivánhegyi Mészkő Formáció) és a karbonátos fácies kitart a valanginiben is (Mogyorósdombi Mészkő Formáció), és csak az hauterivi–barremi rétegeket jellemezi gyenge terrigén hatás (Sümegi Márga Formáció). Ezzel szemben a gerecsei alsó-kréta törmelékes jellegű, és a rétegsorban felfelé haladva a kezdeti terrigén hatás egyre kifejezettebbé válik. Ezért indokolt a két terület kora-kréta medencefejlődését külön címszó alatt tárgyalni.

Bakony

A Bakonyból ismert biancone jellegű Mogyorósdombi Mészkő Formáció elsősorban a nyugodt körülmények között felvirágzó mészvázú nannoplankton átkristályosodott vázmaradványaiból áll. Leülepedése az idősebb Ammonitico Rosso keletkezési körülményeinél alacsonyabb energiájú környezetben képzelhető el.

Ammoniteszeket csak elvétve tartalmaz, de a kivételes hárskúti lelőhely faunája alapján valangini kora biztosan igazolható. A jól datált késő-valangini rétegekben dokumentálható volt a Weissert-esemény, amely a globális szénciklus perturbációjának, azaz egy anoxikus esemény indikátorának tekintenek. A fehér színű valangini mészmárgában nincs nyoma az eltemetett szervesanyagnak. Utóbbi a Tethys távoli területein lerakódott rétegsorokban keresendő.

Lehet, hogy a biancone felső része már hauterivi korú, de ez nem bizonyított.

Feltehetően hauterivi azonban a Borzavári úti kőfejtőben kibukkanó néhány méter vastagságú, echinodermata törmelékben különösen gazdag kőzettest (Borzavári Mészkő). Ezek a rétegek a bakonyi neokom speciális lito-, és biofáciesét képviselik.

Az ittenihez hasonló ősmaradvány-együttest máshonnan nem ismerünk. A kőzet gazdag szivacsfaunát tartalmaz, de legszembetűnőbb a crinoideák és az echinoideák változatossága. A pygopid brachiopodák szintén gyakoriak. Az ősmaradványok megtartási állapota és maga a litofácies arra utal, hogy a kőzet rövid távú szállítódást szenvedett, rövid idő alatt összemosott, főként echinodermata vázelemekből keletkezett. Egy közeli tenger alatti magaslat, vagy egy tagolt lejtő kínálhatott különösen alkalmas életfeltételeket a változatos benthosz számára.

A Borzavári Mészkő előfordulásától nem messze eső zirci Márvány-bányából szintén ismerünk egy sajátságos, máshonnan nem dokumentált speciális kifejlődést. Ez a több ammonitesz zónát is képviselő kondenzált „ammoniteszes pad”, véletlenszerűen

124

megőrződött lencseként értelmezhető, amely feltehetően szintén egy tenger alatti kiemelkedésen rakódott le, ill. maradt fenn. Ezt támasztja alá az ősmaradványok megtartási állapota, a foszfátos gumók jelenléte (Miszlivecz és Polgári 1987) és maga a kondenzáció is. A késő-hauterivi ammoniteszekben gazdag márványbányai cephalopodás pad a tipikus Borzavári Mészkő fedőjének – jóllehet nem feltétlenül közvetlen fedőjének – tekinthető. Hasonló faunájú, következésképpen hasonló korú a Rendkőn és a Hárskút-közöskúti árokban is megtalált laza, szürke márga a biancone fölött, amely így a kondenzált, márvány-bányai ammoniteszes pad heteropikus fáciese.

A Déli-Bakonyból, és lényegében csak fúrásból ismert vastag Sümegi Márga Formáció jelenléte arra utal, hogy a középhegység DNy-i területein az hauterivi és a barremi folyamán folyamatos volt a pelágikus üledékképződés.

A Sümegi Márga, a Borzavári Mészkő, ill. a Márvány-bánya ammoniteszes padjának a fedője a reájuk para- vagy diszkonform módón települő Tatai Mészkő, amely a Dunántúli-középhegység jelentős részén megtalálható, és bázisrétege különböző mértékig erodáltidősebb kőzetekre települ. A jelentős extraklaszt tartalmú, olykor keresztrétegzett, durvatörmelékes crinoideás mészkő nagy energiájú közeget jelez és a kora-krétában véget érő tengeri üledékciklus befejező tagja.

Gerecse

A bakonyi alsó-krétával szemben a gerecsei neokom törmelékes jellege kezdettől fogva szembeötlő. A berriasi Felsővadácsi Breccsa (valójában inkább:

konglomerátum) az „oxfordi pad” képződéséhez hasonlóan pillanatszerű (tektonikai) esemény eredményeképpen jöhetett létre, elterjedése azonban nagyobb annál. A breccsa északon a legvastagabb, és legtávolabbi, igaz, vékony és finomszemcsés előfordulása DNy-on, Szomódon van. Ez azt is jelenti, hogy a breccsa anyagául szolgáló extraklasztokat bőven tartalmazó üledék-ár felkapaszkodott a Gorba-hátságra, esetleg megkerülte azt, és azon túlra is eljutott.

A Felsővadácsi Breccsa felett települő törmelékes sorozat folyamatos, majd egyre erősödő terrigén hatást mutat (Berseki Márga és Lábatlani Homokkő). A vastag rétegsornak csupán egy viszonylag kis területen, a Bersek-hegyen és szűkebb környezetében van teljesnek tekinthető kibukkanása. Így a berseki rétegsor első pillanatra egy olyan kirakós játék elemének tűnhet, amelynek az összes többi darabja elveszett. A gerecsei kora-kréta fejlődéstörténetet azonban mégsem egyetlen elem alapján kell rekonstruálnunk. Szomódon, a berriasi breccsa felett települő mészkő szerény, de jól határozható ammoniteszfaunája arra utal, hogy ez a néhány méter vastag karbonátos rétegsor nagyjából azt az időintervallumot – vagy legalább is annak egy tekintélyes részét – képviseli, amelyben a Bersek-hegyen kibukkanó nagy vastagságú márga is lerakódott. A Berseki Márga tehát DNy felé kiékelődik, és karbonátos rétegekkel fogazódik össze.

A gerecsei törmelékes krétát – részletes szedimentológiai vizsgálati eredmények nélkül – Császár és Haas (1984a) flis jellegű üledéknek, míg Kázmér (1987) batiális medenceüledéknek tekintette. A korábbiaknál részletesebb szedimentológia és őslénytani vizsgálatok arra utaltak, hogy a berseki alsó-kréta rétegsor a kalcium- és aragonit kompenzációs szintek közötti mélységben, egy uralkodóan agyagos-kőzetlisztes tengeralatti lejtőkörnyezetben rakódott le, ahol a fő üledékszállítási folyamatok a csuszamlások és zagyárak voltak (Fogarasi 1995b). A szelvény középső szakaszán vizuálisan is ciklikusnak tűnő rétegsor első ciklussztratigráfiai vizsgálata arra enged következtetni, hogy a csapadékosabb és szárazabb időszakok váltakozása vezetett az agyagmárga és mészmárga rétegpárok kialakulásához és, hogy a folyamatot végső soron a Föld ciklikusan változó pályaelemeinek hatása vezérelhette (Fogarasi

1995a). A szelvény valangini szakaszán a közelmúltban végzett multiparaméteres ciklussztratigráfiai vizsgálatok megerősítették, hogy a szelvényben mérhető értétek (mágneses szuszceptibilitás, gamma-sugárzás, és stabilizotóp értékek) a Milanković -ciklusok szerint változnak, és az is feltételezhető volt, hogy szürke márga középső részében mért magas δ¹³C adatok a valangini Weissert-eseményhez köthetők (Bajnai 2015, Bajnai et al. 2015).

Az ammonitesz biosztratigráfiai adatok arra utalnak, hogy a barremitől kezdve megnövekedett a medencébe beáramló törmelékanyag mennyisége és ekkor keletkezett a Bersek-hegyen jól tanulmányozható vastag, zöldes színű rogyott réteg. A rétegvastagságok és talpnyomok alapján kijelölhetők voltak az egykori szállítási irányok is (Fogarasi 1995b). A felfelé durvuló barremi sorozat felső része csak elvétve tartalmaz ammoniteszeket, főként apró, limonitos kitöltésű Phylloceratidaéket. A folyamatosan bezúduló homokos törmelékanyag alighanem a cephalopodák számára kedvezőtlen életfeltételeket teremtett.

A gerecsei alsó-kréta legfelső szakaszának őskörnyezeti viszonyairól keveset tudunk. A hegység északi előterében a 100 m mély, késő-barremi–apti korú Lbt-36 fúrás ammoniteszei a fúrás több szintjében jelennek meg, és a faunás rétegek között durvatörmelékes betelepülések találhatók. Ez arra utal, hogy bár a medencét újra és újra benépesítették a cephalopodák, a törmelék beáramlása töretlen volt. A gerecsei kréta rétegsor legfiatalabb tagja, a Köszörűkőbányában feltárt rétegek apti, és/vagy albai korúak, és a kőzetjellegek alapján egy tenger alatti törmelékkúp környezetét jelzik (Sztanó és Báldi-Beke 1992). A törmelékes sorozat a lejtőbe bevágódott tenger alatti kanyonok kitöltését is tartalmazza (Kázmér 1987). Az itt gyűjthető ősmaradványok (koralltelepek, és vastag héjú kagylók) sekélytengeri környezetből, egy közeli platform peremeről zúdultak a mélybe.

8.3.3. Geotektonikai keret

A lemeztektonikai modellek és a paleomágneses vizsgálatok arra utalnak, hogy a középhegységi rétegsorok, az Északi Mészkőalpok, a Bükk (Meliata sorozat) tömegével együtt, alacsony földrajzi szélesség alatt, kontinentális kérgen rakódott le a Nyugati-Tethys-óceán (Neotethys) területén (Csontos és Vörös 2004).

A medencefejlődés közvetlen geodinamikai kereteit a Meliata-Vardar óceán távoli szubdukciós zónájában zajló események jelentették (Fodor és Főzy 2013). A középhegységi felső-jura egy ÉK felé hajló litoszféra lemez csekély mértékben berepedezett tetőzónájában, az előtéri háton (forebulge) rakódott le – a kőzetlemez lehajlását a szubdukció mentén rátolódott távoli takarós egységek terhelő hatása okozhatta (34. ábra).

A takarós egységek lepusztulásának első nyomai már a gerecsei felső-jurában is kimutathatók. A petrográfiai és mikromineralógiai vizsgálatok rávilágítottak, hogy a nagyon finom szemcsés terrigén törmelékanyag (elsősorban krómspinellek) már a felső-jura karbonátos calpionellás mészkőben is jelen vannak (Árgyelán és Császár 1998). A bakonyi területek még messzebb estek az aktív takarósodástól, mint a gerecseiek, ezért ott a pelágikus üledékképződés sokáig zavartalan maradt.

Az idő, és egyúttal a szubdukció előrehaladtával a süllyedés felgyorsult, és a kora -krétában egy kéreghajlásos medence alakult ki a mai Gerecse északi előterében. A folyamat kezdeti szakaszát jelzi a berriasi Felsővadácsi Breccsa, amelynek extraklasztjai távoli, felső-jura platformkarbonátokból és lepusztult ofiolitos takarókból származnak (Árgyelán és Császár 1998, Császár et al. 2008b). A folyamat

126

kiteljesedésével a medence rátolódási frontja mögött a sziliciklasztos törmelék beáramlása megszakította a karbonátos üledékképződést, és lerakódott a vastag, de DNy felé gyorsan kiékelődő Berseki Márga. A középhegységi üledékgyűjtő távoli (bakonyi) területein mindeközben tovább folyt a karbonátos üledékképződés és calpionellás mésziszap, később márga, vagy helyenként crinoidea törmelékből álló mészhomok rakódott le.

Az ÉK felől közeledő tenger alatti törmelékkúp a barremiben érhette el a gerecsei területeket (Fodor et al. 2013). Erről a vastag Lábatlani Homokkő, a lábatlani Köszörűkőbánya rétegsora és az ott létesített 100 méter mély fúrás durvatörmelékes sorozata tanúskodik. Ugyanebben az időben – a barremi korszaktól kezdődően –, a takaróképződéstől távoli Déli-Bakonynak megfelelő üledékgyűjtőben zavartalan volt a pelágikus márga lerakódása.

A szerkezeti mozgások eszkalációját a magas terrigén anyag tartalmú, sekélyvízi Tati Mészkő lerakódása jelenti a Dunántúli-középhegység DNy-i és középső területén.

A rendszerint eróziós felszínnel települő kőzettest a kora-krétában véget érő nagy tengeri üledékciklus záró tagja. A Tatai Mészkő kapcsolata a Lábatlani Homokkő legfelső, durvatörmelékes sorozatával további vizsgálatokat igényel.

34. ábra.

A Dunántúli-középhegység felső-jura rétegsorának geotektonikai helyzete. (Fodor és Főzy 2013a nyomán)